ZONAS METAMORFICASZonas de p profundidad f de BeckeBecke-Grubenmann Poco útiles, muy antiguas km Epizona Bajas Tº 5 Mezosona Tº y Pº moderadas 15 Catazona Tº y P T Pº elevada 35 Biotita, moscovita, estaurolita, distena, antofilita, actinolita grunerita, actinolita, grunerita hornblenda, calcita, plagioclasa. plagioclasa . Biotita, felp K, sillimanita, andalucita, estaurolita, hipersteno, olivino, diópsido, onfacita, f it cordierita, di it granates, t espinelas, escapolitas, periclasa. Minerales típicos Zoisita, albita,clorita,calcita lb l l dolomita cloritoide, talco, brucita, epidoto. P dirigidas frecuentes P dirigidas ocasionales Zona o a metamórfica eta ó ca • Barrow (1893, 1912) estudió las rocas metapelíticas del metamorfismo regional de las tierras altas escocesas (Scottish Highlands, Caledoniano). • Subdividió el área en una serie de zonas metamórficas, metamórficas, cada una de ellas basada en la aparición de un nuevo mineral en los afloramientos, afloramientos a medida q que e el grado metamórfico aumentaba. • El nuevo mineral que caracteriza una zona fue denominado mineral índice La secuencia de zonas de Barrow, y las típicas asociaciones minerales metamórficas en ellas son: Zona de: Clorita. Pizarras o filitas con clorita, Clorita. clorita muscovita, muscovita cuarzo y albita Biotita. Biotita . Filitas y esquistos con biotita, clorita muscovita cuarzo y albita Granate. Granate . Esquistos con granate rojo almandínico (típico), con biotita, clorita, muscovita, cuarzo y albita u oligoclasa Estaurolita. Estaurolita . Esquistos con estaurolita estaurolita, granate, granate biotita, biotita muscovita, muscovita cuarzo y plagioclasa. Algo de clorita puede persistir. Cianita. Cianita . Esquistos con cianita, biotita, muscovita, cuarzo, plagioclasa, l i l y usualmente l t granate t y estaurolita. t lit Sillimanita. Sillimanita . Esquistos y gneises con sillimanita, biotita, muscovita, cuarzo, plagioclasa, granate y ocasional estaurolita. estaurolita. Algo de cianita puede estar presente (aunque cianita y sillimanita son ambos polimorfos del Al2SiO5). las isogradas deberían cortar los diferentes bancos de rocas. 1925).: isograda de “estaurolita in in” ”.• Secuencia = “Zonas Barrovianas” • L Las condiciones di i P-T a las Pl que se forma f l secuencia la i de d zonas son ahora conocidas como metamorfismo de “Tipo Barroviano” (típicas de muchos cinturones orogénicos fuera de Escocia): Escocia): metamorfismo de gradiente P/T intermedio (20 (20° ° C/km) • Isograda = línea imaginaria mapeable en el campo (intersección de la superficie de isogada y la superficie terrestre) que separa una zona de otra. (Tilley. . sino la desaparición de otros (ej. isograda de “muscovita “muscovita out out”) ”) ) • Una isograda no guarda relación más que casual con un litotipo específico. En general. • Modificación de Winkler (1978): considera no sólo la aparición de algunos minerales. El término fue acuñado para separar zonas de grado metamórfico supuestamente constante (Tilley. . aparecen otras zonas no contempladas en el metamorfismo Barroviano. un mineral índice puede ser estable en zonas de grados más altos. tal como la de biotita. uno entra en la zona de biotita • Las zonas (en el sentido de Barrow) tienen los mismos nombres que la isograda que forma el límite de menor grado de esa zona • Problemas Problemas: : • a) como la definición de zona no se basa en la desaparición de un mineral. . • b) en otras regiones.Resumen: • Una isograda representa la primera aparición en el campo de un mineral índice en particular. a medida que se progresa incrementando el grado metamórfico • Cuando uno cruza una isograda. (Eskola 1915) • Mejor que definir un mineral crítico. . P T. las asociaciones minerales i l que se forman f dependen d d sólo ól de d la l composición i ió química í i particular de cada protolito. según Eskola: En un grupo de rocas metamórficas que alcanzaron el equilibrio químico bajo las mismas condiciones de P y T. • Facies Facies. . que aparecen p tienen estrecha relación • Las asociaciones minerales q con la composición del protolito. es determinar una asociación i ió mineral i l crítica í i porque refleja fl j mejor j las l variaciones i i de d P. protolito.Facies metamórficas (Eskola. Facies metamórficas Base dual del concepto de facies p z Descriptivo )Una facies metamórfica es, en el sentido práctico, un conjunto de asociaciones minerales metamórficas asociadas repetidamente tid t )Si encontramos una asociación específica (o mejor aún, un grupo g p de asociaciones compatibles p que cubran un rango q g de composiciones) en el campo, entonces las rocas de esa área pueden ser asignadas a una cierta facies. Facies metamórficas z Interpretativa I t t ti )Eskola sabía del control de PP-T y correctamente dedujo las temperaturas y presiones relativas de las facies que propuso )Actualmente, podemos asignar límites de P y T relativamente seguros a cada facies individual gracias a la petrología experimental Facies metamórficas Problemas: 1) Una gran variación composicional de las rocas de una misma facies produce igual cantidad de asociaciones minerales. Sin embargo la facies recibe el nombre de un único tipo específico de roca (puede confundir). 2) Como ocurre con los minerales índices y las zonas metamórficas, algunas asociaciones minerales son estables en rangos más o menos amplios de P y T 3) Algunas composiciones de protolitos no producen asociaciones minerales diagnósticas para ciertos rangos de P y T. Ej.: metapelitas en facies de subesquistos verdes metacarbonatos en facies de eclogitas metacuarcitas en todas las facies 4) Los límites entre facies son transicionales y el concepto no considera Xfluidos Tipos de facies metamórficas R e g i o n a l Eclogitas Esquistos azules Subesquistos verdes Granulitas Anfibolitas Zeolitas Prehnita a Pumpell lita Esquistos verdes Contacto Hornfels AbAb -Ep Hornfels d Hbl de Hornfels Piroxénicos Sanidinita . Pumpellita. pumpellita clorita y albita.Facies metamórficas Facies de Presión media 1) Subesquistos verdes: Agrupa las antiguas facies de muy bajo grado de Zeolitas y Prehnita Prehnita-Pumpellita. medias . Los minerales típicos son laumontita. biotita y granate de Barrow caen dentro de esta facies. wairakita. albita a mayores T. Las zonas de clorita. Las pelitas muy aluminosas contienen Cld (cloritoide). pumpellita. T Rango de T y P muy bajos. Rango de T estrecho y P bajas a medias. analcima en el rango de T más baja y prehnita prehnita. 2) Esquistos verdes verdes: : el nombre deriva de las metabasitas que contienen la mineralogía típica Act + Chl + Ep + Ab ± Qtz ± Hbl ± Grt. Representan medias a altas T y altas P de formación. Las zonas de estaurolita. Facies de Presión Alta 1) Esquistos azules: azules: derivado de rocas con anfíboles sódicos (glaucofano).Facies metamórficas 3) Anfibolitas: nombre tomado de metabasitas con Pl + Hbl ± Qtz ± Grt ± Cpx. Esta facies es típica de altas P y bajas a intermedias T. . 4) Granulitas:asociaciones Granulitas:asociaciones minerales deshidratadas de máxima T en fajas orogénicas donde PH20<<Ptotal. cianita y sillimanita de Barrow pertenecen a esta facies. La asociación incluye Gln + Lws + Jd ± Arg. metabasitas Opx y Cpx reemplazan a Hbl. En metabasitas. 2) Eclogitas: nombre tomado de metabasitas con Omp + Grt ± Ky. Hornblendíferos y Piroxénicos Piroxénicos: : terrenos metamórficos de contacto y terrenos regionales con alto gradiente geotérmico. . T 2) Sanidinita: facies donde aparecen minerales de muy alta lt T.Facies de Presión Baja 1) Hornfels de Albita Albita-Epidoto Epidoto. T generalmente l t xenolitos en magmas de alta T (pirometamorfismo) o aureolas alrededor de cuerpos intrusivos básicos. básicos . No difieren mineralógicamente con sus equivalentes de mayor P a igual T. si es lo suficientemente largo. ( ) ).Series de Facies z z Un perfil que atraviesa terrenos de cada vez mayor grado metamórfico puede seguir uno de varios posibles gradientes geotermales y geobáricos. . Una serie de facies incluye el concepto de variación de las asociaciones minerales con la T y P. Miyashiro i hi (1961) extendió dió así í el l concepto de d facies f i y lo l relacionó con el contexto geotectónico donde las hallaba. cruzando. pero conroladas por el g gradiente geotermobarométrico g (P/T (P/T). varias secuencias de facies. Cinturones metamórficos apareados . P moderada d d T) 5. S i de d Facies F i Sanbagawa S b ( (alta l P. 5 Series S i de d Facies F i Franciscana F i (alta ( lt P. llamadas según una localidad típica representativa de cada una de ellas. Series de Facies Buchan o Abukuma (baja P regional) 3. P baja b j T) . Series de Facies de Contacto (muy bajabaja-P) 2. Series de Facies Barroviana (P media regional) 4 Series 4.Series de Facies z Miyashiro (1961) propuso cinco series de facies. 1. zonas de rift. met.Series báricas (más simples) Serie de alta P/T: zonas de subducción. contacto. . En la parte de alta T de facies de anfibolitas comienza la fusión parcial si PH2O es suficiente. si no se forman granulitas. antearco S i d Serie de media di P/T: P/T orógenos normales o Barrovianos. Serie de baja j P/T: fajas j orogénicas de alto flujo termal. la blastesis se da en varios pasos. metamórficos Al igual ig al que q e en el proceso de cristalización de un magma. Lo único que varía entre los dos es la cinética del proceso para alcanzar el equilibrio. Este proceso de renovación mineral al estado sólido implica reacción entre minerales pre pre-existentes. lo cual lleva a la blastesis o neoformación de minerales metamórficos. mucho más lenta en el caso metamórfico. Los pasos de la blastesis son: a) Activación b) Migración c) Nucleación d) Crecimiento .La Renovación Mineral: reacciones metamórficas Los sistemas de rocas metamórficas adaptan su composición mineralógica en equilibrio como resultado de los cambios ambientales. ya que las nuevas fases minerales pueden formarse en diferentes sitios que las predecesoras. . la energía de activación disminuye progresivamente con sucesivos eventos metamórficos. comienza la movilización de los elementos químicos en forma de iones iones. de t presiones i dirigidas di i id o circulación i l ió de d fluidos. b) Migración: cuando un sistema se activa. etc. Una forma de activar un sistema es a partir d T o P en aumento. . la presencia de fluidos y de gradientes en las variables intensivas físicas (T (T-P. .a) Activación: Todos los sistemas tienden a ser metaestables metaestables. que q e depende de la porosidad y permeabilidad de la roca. viscosidad) y potencial químico (compensación de gradientes composicionales). activación. movilidad del elemento. El principal mecanismo de migración en el metamorfismo es la difusión dif sión iónica. iónica. La barrera energética a superar para poner en marcha el proceso metamórfico que deviene en alcanzar un equilibrio estable es la energía de activación. fl id En un contexto progradante. i t t Depende D d de d la l disponibilidad de los elementos componentes de las fases.c) Nucleación: aparición del primer núcleo mineral estable. dada d) Crecimiento: modificación del límite granular de los nuevos núcleos. así como de la velocidad con que es nutrido el nuevo blasto (difusión). . ú l así í como de d las l fases f pre pre-existentes. para una fase dada. Las reacciones químicas en el metamorfismo Se conocen a partir de: • estudio petrográfico • trabajos experimentales de laboratorio y de geotermobarometría • modelos teóricos termodinámicos Las reacciones pueden clasificarse de la siguiente manera: a) ) Sólido Sólid – Sólido Sólid b) Sólido – [Sólido + fluido] c) Óxido .reducción . Reacciones Sólido – Sólido No involucran fases fluidas 1) Transformación polimórfica o de transición de fases Sistemas de 1 componente. con ajuste de la estructura del mineral.: P ej : SiO2. mineral P.ej. Ca C. C Al2SiO5 . CO3Ca. Ejemplos: j p Si T ↑ hay reajuste de Al y Ca en la Plagioclasa Intercambio de Fe Fe-Mg entre Olivino y Opx Fo en Ol + Fs en Opx = Fa en Ol + En en Opx Intercambio de Fe Fe-Mg entre Cpx y Granate Di en Cpx + Alm en Grt = Hd en Cpx + Prp en Grt Fo= Mg2SiO4 Fa= Fe2SiO4 En= Mg2Si2O6 Di= (Mg.Ca)Si2O6 Prp= Al2Mg3Si3O12 Fs= Fe2Si2O6 Hd= (Fe.Ca)Si2O6 Alm= Al2Fe3Si3O12 .2) Soluciones sólidas sólidas: : ajuste de la composición de la solución sólida por intercambio i bi iónico ió i (sin ( i participación i i ió de d volátiles) lá il ) entre varios minerales de distinta composición o en una única variedad. la asociación Jadeíta Ejemplo: JadeítaCuarzo se hace inestable inestable. Albita NaAlSi2O6 + SiO2 = NaAlSi3O8 Jd Qtz Ab Otra usual: CaAl2Si2O8 + 2 MgFeSiO3 = CaMgFe2Al3Si3O12 + SiO2 An Hy Grt Qtz . reaccionando para dar Albita. Ejemplo: Cuando baja la P y sube la T.3) Reacciones heterogéneas de minerales anhidros por inestabilidad de su asociación: el campo de estabilidad de una fase mineral se achica cuando hay otra disponible para reaccionar. También en la alteración hidrotermal Ejemplo: j p : serpentinización p de p peridotitas Ejemplo Mg2SiO4 + SiO2 + 2H2O = 2Mg3Si2O5(OH)4 Fo Qtz Agua Crisotilo . Tr 2OH 2) Reacción de hidratación G Generalmente l grados d bajos b j y protolitos li máficos áfi o ultramáficos. l il Ejemplo: Ejemplo : metamorfismo progradante para protolitos máficos: 5Pmp+ p 3Qtz Q = 7Prh + 3Zo + Chl + 5H2O Subesq.Reacciones Sólido – [Sólido+Fluido] Los fluidos (H2O. CO2) participan como reactante o producto de la reacción 1) Reacción de deshidratación Sabemos que al aumentar la T las asociaciones se vuelven progresivamente i más anhidras. Prh 2OH. q verdes 2Chl + 2 Zo + 2 Qtz = 2Tr + 5 Ky + 7 H2O Esquistos verdes 4Tr + 3 An = 3 Prp + 11 Di + 7 Qtz + 4 H2O Anfibolitas * Pmp ~10OH. Chl ~16OH. Zo 1OH. hid por liberación lib i de d volátiles. 50 X CO =0.25 X CO =0 Qtz + fluido Cal + Q X CO X CO X CO =0.3 A) Curvas de descarbonatación en el diagrama Tº -P. Ejemplo: CO3Ca + SiO2 = SiO3Ca + CO2 Cc Qtz Wo Al igual que con la reacción de deshidratación.4 0. PH2O parcial baja). según la concentración X de CO en la fase fluida.00 1. Kbrs P = P CO + P H O 3 2 1 =0.8 0. requiriendo cada vez mayor T para provocar una reacción de esta clase.Reacciones Sólido – [Sólido+Fluido] 3) Reacción de descarbonatización: descarbonatización: son las reacciones donde se libera CO2 como producto producto.III.6 sección representada en B W + CO Wo 04 0. . Esto inhibe progresivamente la descarbonatación.0 0. la liberación progresiva de CO2 en el sistema incrementa la p proporción p molar de ese gas en la fase fluida (PCO2 parcial crece.75 X CO =1. la concentración de CO aumenta con la Tº. B) A presión constante.2 400 600 800 TºC P=2 Kbrs 400 600 800 TºC A B Fig. permeabilidad es baja j y el fluido no puede p circular. Como se acotó previamente. deshidrat pura. 9 La p . pura) Dos casos: casos: 9 La L permeabilidad bilid d es grande. sino que está compuesta por una mezcla de H2O y CO2 en la mayoría de las ocasiones. pura. XCO2 =1 decarbonat.Reacciones Sólido – [Sólido+Fluido] 3) Reacción con fases fluidas multicomponente: multicomponente: Son las reacciones donde la fase fluida no es pura. i las l presiones i parciales i l de d cada d componente volátil (relación H2O/CO2) en el sistema controlará cuál de las fases se devolatilizará a determinada T (decarbonatación o deshidratación). d como para permitir i i la l circulación i l ió del fluido por los poros. Generalmente se utiliza la XCO2 únicamente para caracterizar el comportamiento de estas reacciones (XCO2 = 0 deshidrat. decarbonat pura). Variación de la XCO en el sistema MgO . que se elimina por los poros manteniendo XCO2 constante (movilidad perfecta del fluido) fluido) Impermeable I Impermeable: bl : aumenta t progresivamente i t XCO2 a partir ti de d consumo de d H2O e incremento relativo de CO2 en la fase fluida D'Amic co et al.05 0. roca Mgs Bru Permeable: a c/mol de H2O consumida corresponde una de CO2 Permeable: producida.III.00 Tº .05 Tº 500 600 700 2 Mg(OH)2 MgO + fluido 500 600 700 Fig. en condiciones dominadas MgCO g 3 + H2O = Mg g( (OH) )2 + CO2 por la roca.H2O.00 Magnesita + fluido Brucita + fluido Periclasa + fluido P= cte 0.10 0.10 0.CO2 .15 Sistema impermeable MgCO3 + fluido 0.(1988) 0.15 0.Sistema permeable 0.5. Reacciones de OxidoOxido-Reducción Muy comunes en sistemas con minerales de elementos tales como Mn. Ejemplo: 6Fe2O3 = 4Fe3O4 + O2 . Fe y otros de valencia variables. Incluso con amplia li disponibilidad di ibilid d del d l mismo. Depende de la disponibilidad efectiva de O (fugacidad de O2). i como su principal i i l fuente f t es el H2O. las reacciones en el ambiente metamórfico tenderán a ser reductoras (2H por cada O). estables . pero no necesariamente representativas de una situación de equilibrio. minerales metaestables. trazas. fluidos. ) Para definirlas debemos realizar cuidadosos estudios texturales. . no siempre!!!). (ojo. etc) Minerales: Minerales : fases cristalinas estables o metaestables dentro del sistema. etc. Paragénesis: Paragénesis : o asociación mineral en equilibrio. Acomodan los componentes químicos del sistema y son la expresión de las condiciones PP-T del sistema (ojo. Ej. siempre!!!). en un corte). Son fases minerales q que están en mutuo contacto ( (en la roca.: minerales incluidos en un blasto neoformado. Asociación mineral: mineral: son las distintas fases minerales que componen la roca. Secuencia paregenética: paregenética: sucesión de asociaciones minerales en equilibrio que reemplazan otras previamente estables.Asociaciones minerales y paragénesis metamórficas L rocas metamórficas Las t ó fi son asimilables i il bl a sistemas it termodinámicos t di á i de d varios i componentes (mayores. Ejemplo j l de d grilla ill paragenética é i en un corte delgado d l d Mineral Estaurolita Granate Biotita Cianita Estaurolita x Granate x x Biotita x x x Cianita x x x x . ) etc . aplicada a sistemas en equilibrio: F=C-φ+2 φ = número de fases en el sistema C = el número de componentes: el mínimo número de constituyentes químicos requeridos para definir cada fase del sistema F = el número de grados de libertad: el número de parámetros intensivos de estado que pueden variar independientemente p ( (temperatura.La regla de las fases z Regla de las fases. soluciones sólidas etc.) . p presión. presión de fluidos. •La situación más común en el campo es que nuestra muestra no represente una isograda (línea de igual condición de PP-T). lo que significa que P y T pueden variar independientemente dentro de un rango sin afectar la asociación mineral •En sistemas naturales complejos. Lo más usual entonces es una condición divariante (F = 2). es probable que el equilibrio se mantenga aún cuando la composición de las fases sea variable en un cierto rango (por ejemplo soluciones sólidas): F ≥ 2 •La aparición p de ciertas p paragénesis g minerales en distintas partes p del mundo confirma la propuesta de que F ≥ 2. irreales . porque tales asociaciones son más probables de representar variables condiciones PP-T-X que situaciones más restringidas e irreales. entonces la regla de las fases puede ajustarse a: F=C-φ+2 ≥2 φ ≤C • La regla mineralogica de las fases (Goldschmidt) En el caso más común de una roca en equilibrio. la regla dice que el número de fases es igual o menor que el número de componentes .La regla de las fases Si F ≥ 2 es la situación más común. La regla de las fases Dado C para una roca metamórfica hallada en el campo: a) φ = C ) ) La situación divariante estandar La roca probablemente representa una asociación mineral en equilibrio dentro de una zona metamórfica . La regla de las fases b) ) φ<C P b bl Probablemente t se trata t t de d un sistema it con minerales en solución sólida Liquido Plagioclasa mas Liquido Liq ido Plagioclasa . La regla de las fases c) φ > C Causado por una de las tres siguientes situaciones: 1) F < 2 La muestra se ha colectado j justo sobre una curva de reacción univariante (isograda) o sobre un p punto invariante ) . 37 GPa y 500oC) ) .La regla de las fases C=1 φ = 1 común φ = 2 raro φ = 3 sólo en condiciones co d c o es coincidentes con el p punto invariante (~ 0. y podrían coexistir demasiadas fases (φ > C) C) en el caso que el equilibrio no fuera alcanzado. Ejemplos Ejemplos: : metagrauvacas u otras rocas de g grado muy y bajo. j reacciones de retrogradación incompletas. fases metaestables (inclusiones) incorrectamente consideradas paragenéticas éi .La regla de las fases 2) El equilibrio no ha sido alcanzado L regla La l de d las l fases f se aplica li sólo ól para sistemas it en equilibrio. alcanzado . e. fase. se lo elimina del tratamiento termodinámico. sino los esenciales p para explicar las fases presentes. . P2O5 = Apatita. OJO Los componentes perfectamente móviles (sistema permeable) pueden ser eliminados .La regla de las fases 3) La selección del # de componentes fue inadecuada No se pueden elegir todos los elementos de un análisis químico p q para definir C. al igual que la fase que lo acomoda (p. o TiO2 = ilmenita) Los elementos traza frecuentemente no se consideran Los componentes que se sustituyen entre sí pueden ser combinados (Fe + Mg + Mn). Si un componente entra en una sola fase. Diagramas petroquímicos Permiten la representación gráfica de la química de las asociaciones minerales y la roca que las contiene Un ejemplo simple: el sistema de la s. de plagioclasas como una proyección de C = 2: plagioclasas. no como % en peso .s. = 100 An/(An+Ab) Los componentes de las rocas metamórficas suelen representarse como cantidades molares. y. z. x2z son todas fases posibles p en este de representar sistema . xyz. xy. y . y. .Diagramas petroquímicos Composiciones minerales de 3 3-C se proyectan en diagramas triangulares g x. . La composición p de las rocas de nuestro estudio caerán dentro de esos triángulos. líneas definiendo áreas triángulares. Cualquier roca que caiga dentro del triángulo E.x 2z y-z-xyz Las fases que están en equilibrio están conectadas en el diagrama por líneas.z . desarrollará la asociación mineral y-z-xyz Un punto cualquiera dentro del triángulo corresponde a 3 fases… φ = C .Suponiendo que las rocas de nuestra zona de estudio p presentan las siguientes g 5 asociaciones: ) ) ) ) ) x-xyxy-x2z xyxy -xyzxyz-x2z xyxy -xyzxyz-y xyzxyz . debe tener sólo 2 fases en equilibrio… φ = 2 y C=2 . z nunca pueden coexistir a las condiciones P P-T que afectaron la región (no hay lineas de union entre ellos) Si l la composición i ió de d la l roca cae en una línea de unión (f). y. los minerales x.Nuestro diagrama petroquímico es entonces un diagrama de compatibilidad p Cuando la composición de la roca cambia lo suficiente ( (de un triángulo a otro) cambia la asociación mineral en equilibrio… OJO: todas se formaron a igual PP-T!!! (facies (facies) ) Notar que aunque la roca de composición i ió A puede d estar en la l “zona de xyz” xyz” nunca desarrollará el mineral índice xyz Según el diagrama. y. deberían bi Puede P d ocurrir i que: ) Otros minerales se vuelven estables ) Diferentes líneas de unión conectan las mismas fases coexistentes de distinta forma . . xy. consideraban que en cierto rango de P-T los g grupos p definidos de minerales ficticios x. xyz. z. . porque la estabilidad de los minerales y su agrupamiento varía con P y T • Los diagramas hipotéticos previos. tal como una zona metamórfica o una facies.Diagramas petroquímicos Los diagramas deben ser referenciados a un rango específico de condiciones P-T.y x2z son todos estables • A diferentes grados metamórficos el diseño de agrupamiento y tipos d fases de f d b í cambiar. y . y. Si los minerales no son puros. sino que exhiben soluciones sólidas . K2O. O M MnO O y H2O tal t l que C = 9 Tres componentes es el máximo número que podemos representar con facilidad en 2 dimensiones Elección de componentes y diagramas para representar el sistema !!! . O CaO. O F FeO.Diagramas Petroquímicos para Rocas Metamórficas z z z L mayoría La í de d las l rocas naturales t l contienen ti los l siguientes elementos mayores: SiO2. Al2O3. O M MgO. C O N Na2O. El Diagrama ACF • Sirve para ilustrar las asociaciones minerales metamórficas de composiciones máficas. siendo útil como indicador del g grado metamórfico . máficas calcosilicatadas o mármoles en un diagrama simplificado de 3 3-C • Se enfoca en la representación de los minerales que aparecen y desaparecen durante el metamorfismo. 3 P2O5 del CaO para eliminar de nuestra consideración el P2O5 y la única fase que lo controla (apatita) • En F Fe.Na2O . en muchas fases) .3. Queremos representar el Al ubicado en otras fases más diagnósticas diagnósticas.El Diagrama ACF • Los tres pseudo pseudo-componentes son calculados sobre base atómica (proporción molecular): A = Al2O3 + Fe2O3 .3 P2O5 F = FeO + MgO + MnO • En A Na y K se restan porque representan el Al2O3 combinado para formar feldespato K y Ab (minerales muy comunes de muchos grados metamorficos distintos). • En C sustraemos 3.K2O C = CaO . Mg y Mn se combinan para disminuir componentes (pero no podremos observar variaciones por s.s. El Diagrama ACF • El agua es omitida bajo la premisa de que es una fase perfectamente móvil • SiO2 es simplemente ignorada pues la gran mayoría de los minerales pueden ser representados sin considerarla considerarla. . 0.5 C = 0. y F = 0 • Normalizando a 1.0 = 1.0 .5 F=0 Cuáles son los parámetros para Ab (NaAlSi3O8) y O (N Or (NaAlSi AlSi3O8)? Y para una plagioclasa l i l cualquiera? . resulta en A = 0. C = 1 .El Diagrama ACF Un ejemplo: • Anortita CaAl2Si2O8 • A = 1 + 0 .0 = 1. . Un diagrama ACF de compatibilidad típico (referido a rango P-T = zona de cianita) cianita) en los Highlands de Escocia . . l i ¾TODAS las plagioclasas quedan eliminadas de la representación. ¾El feldespato K se proyecta. Na y Ca para considerar el Al2O3 que se acomoda d en otros t minerales i l aluminosos. • Los pseudopseudo-componentes del diagrama AKF son: A = Al2O3 + Fe F 2O3 . bajo j CaO.CaO C O K = K2O F=F FeO O+M MgO O+M MnO O ¾En A se sustraen K.Na N 2O . pero gracias al parámetro K .K2O .El Diagrama AKF (también A’KF) Para rocas de composición pelítica: altos Al2O3 y K2O. . Finlandia . Eskola.Diagrama de compatibilidad AKF ( (Eskola. 1915) ilustrando la paragénesis de hornfels pelíticos. región de Orijärvi. útil . .Diagrama AFM(K) de Thompson Es una alternativa mejor para rocas pelíticas metamorfizadas • Principal ventaja: ventaja: Las pelitas son muy sensibles a variaciones de P y T. produciendo p muchos cambios mineralógicos a medida que el grado incrementa. Como Fe y Mg no se distribuyen de manera uniforme en los minerales máficos en la mayoría de las rocas. un diagrama que permita discriminarlos como componentes individuales puede ser muy útil. M = MgO. K = K2O Cuatro componentes = representación espacial ( (tetraedro) d ) Las fases son proyectadas en la cara AFM. F = FeO. .A = Al2O3. eliminando li i d el l K2O. al igual que SiO2 y H2O no son representados en el diagrama AFM AFM. sino que se utilizan como puntos t de d proyección ió a la l composición de la Muscovita o Feldespato K.Las proyecciones no se hacen desde K2O. La representación de la biotita. proyectada desde Ms caen fuera de la cara AFM (valores negativos de A) . pero deben estar presentes. L minerales Los i l desde d d los l cuales l se proyecta. En general Ms se usa para los grados bajo y medio (hasta facies d anfibolitas) de fib lit ) pues es el l mineral i l más común de las metapelitas a esas TT-P. Kfs. . más que un punto debido a la posibilidad de variables contenidos de Fe y Mg de las biotitas . d cuando por deshidratación la Ms ya no es estable. • Proyectada desde Kfs. la composición de la biotita cae dentro del diagrama (base del triángulo AFM) • La p proyección y es una línea.Kfs se usa para representar paragénesis é i de d alto lt grado. K2O (proyectando desde Kfs F = FeO M = MgO .AFM ) ) ) A = Al2O3 .3K2O (proyectando desde Ms Ms) ) Kfs) ) = Al2O3 . 5 M=1 . FeO= 2.0 /(2 + 1 .3 (0.1) = 1.0/(2 1. Al2O3= 1.0/2 = 0.Proyectando Biotita desde Ms KMg2FeSi3AlO10(OH)2 Fórmula sintética de biotita (11 O) Proporción de óxidos en fórmula real (22 O) K2O = 1 .5 .5 Así: A = -0.1 F =1 M =2 Para normalizar se multiplica c/parámetro por 1/A+F+M 1.5) = . MgO= 4 A = 0.5 F = 0. Como Ms(ó Kfsp) + Qtz siempre deben estar presentes. Qué é composición i ió mineral i l tendrán las rocas que caen en F y F’? Cómo será la proporción modal de los minerales en equilibrio en cada caso? Campo de 3 fases F Campo de 2 fases F’ Campo de 1 fase .s. p El orden en enriquecimiento q en Mg g es: cordierita > clorita > biotita > estaurolita > granate Por efecto de la s. se trata en realidad de una asociación de 3 o 4 fases respectivam. las composiciones de las rocas tienen mucha chance de caer en un campo de una fase o en una e u línea e que une u e sólo só o 2 fases.Soluciones sólidas de Fe y Mg para varias fases quedan evidentes y bien representadas.
Report "Capitulo 11 Zonas, Facies y Series de Facies Metamorficas"